авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 5 | 6 || 8 | 9 |

«РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК УРАЛЬСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ И ГЕОХИМИИ Г.А.Мизенс ВЕРХНЕПАЛЕОЗОЙСКИЙ Ф Л И Ш ...»

-- [ Страница 7 ] --

В основании иренского горизонта кунгурского яруса Юрюзано-Айской впадины, к востоку от края Уфимского плато, залегают конгло-брекчии лемазин ской свиты. Эти породы сложены плохо окатанными и неокатанными обломками известняков, доломитов, мергелей от ассельского до раннекунгурского возраста, размером от нескольких миллиметров до десятков сантиметров, встречаются глы­ бы до нескольких метров. По В.Д.Наливкину (1950), они ложатся на верхние го­ ризонты дивьинской и таймеевской, иногда иргинской свит, восточнее на песча­ ники и аргиллиты лекской свиты, на окремненные бардымские известняки. Глу­ бины врезов, по его мнению, достигают первых десятков метров. На современном уровне изученности слишком уж напрашивается связь лемазинских брекчий с Уфимским плато, хотя, несомненно, существовали шельфовые известняки и на востоке. Об этом свидетельствуют спикуловые известняки бардымской свиты, биогермные массивы, известные в районе с.Манчаж (так называемые манчажские рифы) и др.

Брекчии (конгло-брекчии), сложенные обломками артинских (иргинских) известняков, описаны Б.И.Грайфером и В.П.Золотовой (1964) и севернее, в бас сейне р.Косьвы, где они залегают среди филипповских ангидритов и аргиллитов в виде пластов мощностью 2-5 м. Авторы упоминают два возможных источника:

восточный - окремненные известняки района Кизела и западный - рифы на краю платформы, но склоняются к маловероятному, с моей точки зрения, западному источнику. Маловероятному потому, что вмещающие брекчий породы тесно свя­ заны с полимиктовыми отложениями восточного происхождения, в том числе конгломератами.

Дискуссионным является вопрос о происхождении иренских известняко­ вых валунно-галечных конгломератов, обнажающихся по рекам Бисерти и Сыл ве. Эти конгломераты ("аметистовая пачка'', по выражению Б.И.Чувашова) сло­ жены относительно плохо окатанными крупными гальками и валунами (у с.Бы­ ково до 3 м) разнообразных известняков, перемешанными с хорошо окатанными, более мелкими гальками (иногда до мелких валунов), представленными кварце­ выми и кварцитовидными песчаниками, кремнями, вулканитами (как кислого, так и основного и среднего состава). Среди карбонатных галек и валунов Б.И.

Чувашов (Чувашов и др., 1990) различает окремненные известняки с многочис­ ленными артинскими фузулинидами, кремнистые узловатые серые фукоидные мергели, напоминающие породы дивьинской свиты, колонии астреевидных корал­ лов, палеоаплизиновые известняки. На уровне современного эрозионного среза подобные породы можно найти только на Уфимском плато, на востоке они неиз­ вестны. Существует точка зрения (Копнин и др., 1977), что с юга, со стороны Уфимского плато, в Сылвинский бассейн впадала мощная палеорека, бравшая начало на склонах Каратау и переносившая глыбы и валуны. Авторы даже на­ шли гальки гранитов "каратауского типа"(!?). Но такая модель не выдерживает критики. Известно, что крупные валуны и глыбы переносятся только бурными потоками в пределах гор. А Уфимское плато представляло собою, в лучшем слу­ чае, относительно плоский остров, окруженный со всех сторон морем. И, кроме того, как связать впадение мощной палеореки с эвапоритовым бассейном? Б.И.

Чувашов также поддерживает взгляды о перемещении карбонатного материала на север, с поднятия Каратау, но механизм переноса не обсуждает.

Б.И.Красильников и др.(1973), на основе многочисленных скважин, на­ рисовали в пределах Сылвинской впадины глубокий субмеридиональный каньон, выполаживающийся и разветвляющийся с юго востока на северо-запад и север и сформировавшийся в иреньское время. Глубина вреза на юге достигает 350 м и доходит до сакмарских известняков. Можно предположить, что начало этого каньона находилось еще дальше на юго-востоке или востоке, в прибрежной части кунгурского моря, среди не сохранившихся в настоящее время толщ, откуда мог­ ли быть принесены и карбонатные глыбы и валуны. Участие в этом процессе по­ род Уфимского плато мало вероятно.

Для северных районов прогиба характерна относительно небольшая роль карбонатного материала в составе отложений глубоководных конусов выноса. Не­ редко, однако, на этой территории можно встретить своеобразные спикуловые от­ ложения (как турбидиты, так и гемипелагиты), судя по мощностям, накапливав­ шиеся с высокой скоростью. В разрезе артинского яруса по р.Кожим спонголиты ассоциируют с отложениями верхнего конуса, с фациями каналов и межканаль­ ных участков, представленных в значительной степени турбидитами. Подобные отложения слагают нижнюю часть артинского (?) разреза и по р.Бол.Паток, но в кровле этой толщи здесь залегает своеобразный глыбовый горизонт, описанный Н.Н.Кузькоковой (1976) как породы артинского возраста с оползшими глыбами ассельских известняков. Причем, по ее мнению, в этом разрезе присутствует не один, а несколько уровней с глыбами. При детальном изучении этой толщи, сов­ местно с Б.И.Чувашовым, выяснилось, что речь идет, скорее всего, об одном уровне глыб (рис. 99), повторяющимся несколько раз в результате складчатости.

Выяснилось также, что глыбы известняков разнородные. По мнению Б.И.Чува­ шова, мало вероятно, что они являются обломками одного крупного тела рифа.

Рис. 99. Разрез карбонатно-глинистой толщи с глыбовым горизонтом. Артинский (?) ярус, р.Большой Паток Об этом говорит и отсутствие мелких обломков. Большая часть глыб имеют раз­ меры от 1 до 5-6 м, но если верно, что здесь имеется только один уровень глыб, то по простиранию их количество и размеры сильно меняются. Во вмещающих породах, представленных тонкослоистым спонголитом, отсутствуют следы опол­ зания. Слойки изгибаются под глыбами и облекают их сверху. Такое положение возможно только в двух случаях: или глыбы никуда не перемещались (т.е. это не глыбы, а рифовые тела, залегающие на месте своего образования), или тонкая слоистость в спонголите вторичная. За первый вариант говорит округло-клино­ видная форма некоторых глыб, с направленным вниз острым, а не плоским кра­ ем, за второй вариант - угловатая форма многих относительно небольших глыб, некоторая черепитчатость в их залегании относительно друг друга, а также ха­ рактер скопления крупных глыб и полное отсутствие органических остатков (кроме спикул) во вмещающих породах.

Спонголиты, хотя в меньших масштабах, встречаются и в других районах Предуральского прогиба, например, в верхнеартинской дивьинской свите на Среднем Урале или в верхнекунгурекой бардымской свите в бассейне р.Уфы.

Значительные мощности спикуловых турбидитов могут свидетельствовать об обильном развитии кремневых губок на шельфе. Подобные образования из­ вестны и в современных океанах и морях, где они, по данным Д.Стоу (1990), образуются вблизи областей апвеллинга с высокой продуктивностью, таких как прибрежные районы юго-западной Африки или Калифорнийский залив.

ПАЛЕОТЕЧЕНИЯ 7.3.

О передвижениях водных масс в глубоководных прогибах куда обломоч­ ный материал выносился гравитационными потоками, о гидродинамических ус­ ловиях в этих бассейнах можно судить, главным образом, по некоторым видам гиероглифов, косой слоистости и знакам ряби, ориентировке удлиненных предме­ тов и направлениям наклона плоских галек. Другие признаки имеют гораздо меньшее значение. До сих пор, однако, упомянутые текстуры в верхнепалеозой­ ском Предуральском прогибе остаются мало изученными и их замеры в литерату­ ре встречаются нечасто. Одним из первых попытки определить направления па леотечений с помощью замеров косой слоистости, знаков ряби и наклона плоских галек делал А.В.Хабаков. Несмотря на то что он придерживался совершенно дру­ гих взглядов об условиях в бассейне, его данные могут быть использованы и се­ годня. Замеры косой слоистости и гиероглифов в отдельных участках прогиба можно найти и в работах В.Д.Наливкина, И.В.Хворовой, Г.А.Мизенса.

Как следует из описаний типов разрезов и фаций, косая слоистость в флише Предуральского прогиба распространена нешироко. Однонаправленная Рис. 100. Схема основных направлений палеопо токов в восточной части позднепалеозойского флишевого бассейна Западного Урала. Штри­ ховкой обозначена территория распространения флишевой формации косая слоистость, которая лучше всего мо­ жет быть использована для определений па леотечений, встречается главным образом среди отложений каньонов. Несколько чаще она появляется только среди мелководных образований конца кунгурского века. Боль­ шее значение имеют гиероглифы, встреча­ ющиеся довольно часто почти во всех глу­ боководных комплексах, сложенных грави титами. Для суждениях о направлениях па леотечений используются слепки желобков размыва течениями (язычковые гиероглифы или тирбоглифы, по Н.Б.Вассоевичу) и от­ печатки бороздок, оставленных плавающи­ ми предметами. Удлиненные растительные остатки и раковины менее пригодны, по­ скольку могут располагаться как вдоль, так и перпендикулярно течению. Лишь кониче­ Соликамск^ ские раковины прямых наутилоидей места­ ми ложатся острым концом против течения.

Растительные остатки, раковины фузули нид, спикулы губок, удлиненные гальки и др. могут быть использованы только в соче­ тании с гиероглифами и однонаправленной косой слоистостью. То же относится и к плоским галькам, которые в зависимости от условий наклоняются как по течению, так и против.

Обычно для классических флишевых бассейнов характерны течения вдоль оси прогиба. Это хорошо продемонстрировано в работах Н.Б.Вассоевича, В.А. Гроссгейма на кавказских примерах. Там, однако, речь идет преимущественно о дистальном фли ше, отлагавшемся в центральных районах прогибов. Позднепалеозойский предуральс кий флиш в значительной степени представ­ лен проксимальными фациями, где ориенти­ ровка палеопотоков более сложная, нередко перпендикулярная к оси прогиба (рис. 100).

Течения здесь в большой мере генерирова­ лись гравитационным перемещением масс осадков. В пределах фаций склона и подножья склона они зависели главным об­ разом от ориентировки каньонов и каналов, по которым осадки перемещались.

Интересно, что в некоторых районах направления течений сохранялись на протяжении длительного времени, что, возможно, свидетельствует о существова­ нии долгоживущих каньонов. Примером в этом отношении служат фации каньо­ нов и верхнего конуса на левобережье р.Урал. Косая слоистость и гиероглифы указывают на основное направление палеопотоков с севера на юг как в среднем и 0° Рис. 101. Розы-диаграммы направлений палеотечений в некоторых районах позднепалео зойского флишевого бассейна 1 - р.Айтуарка ( С т - С ) ;

2 - р.Алимбет ( P ^ - s ) ;

3 - реки Сакмара, Бол.Сюрень, Ассель ( С т - С ) ;

2 3 2 - р.Айдаралаша (P a-ar);

5- р.Белая (P s-ar);

6 - р.ЮрюзаньСР^-в);

7 - р.Сим (P s-ar);

8 - р.Ай t t t (P,s-ar);

9 - район поселка Ново-Белокатая (P a-ar);

10 - р.Уфа (Р,а-аг);

11 - реки Сылва-Бисерть t (Piar-k);

12 - реки Барда-Лысьва (P ar-k);

13 - реки Косьва-Усьва (Pjar-k);

14 - реки Язьва-Яйва t (P ar-k);

15 - р.Березовая (PjS-ar);

16 - р.Щугор (P ar-k) t t позднем карбоне (в бассейне речки Айтуарки), так и в асселе и сакмаре (по при­ токам р.Алимбет) (рис. 101 - 1,2.) Однако уже несколько севернее, по рекам Сакмаре, Ассели, Сюрени, осадки верхнего и среднего конуса отлагались в усло­ виях течений, ориентированных на запад и запад-северо-запад (рис. 101 - 3), а южнее, по р.Айдаралаше (на широте г.Актюбинска), - на юго-запад и юго-юго запад (рис. 101 - 4).

Обращает на себя внимание ориентировка палеопотоков в районах, при­ мыкающих к Башкирскому антиклинорию. Вблизи южной границы этой структу­ ры, на р.Белой, текстуры указывают на главное направление палеотечений на Ю и ЮЮВ, вблизи северной границы, на р.Юрюзани - на С и CCB (рис. 101 - 5,6).

Правда, отложения, в которых сделаны замеры, не являются строго одновозраст ными - на юге это сакмарский и низы артинского яруса, на севере - ассельский и сакмарский ярусы. Тем не менее прямо противоположная ориентировка палеопо­ токов заставляет задуматься. На северо-западе Башкирского антиклинория, на территории Симской мульды известны два ассельских палеоканьона (Мизенс, 1993). Потоки в одном из них были направлены на восток, в другом - на юго-вос­ ток, что как будто подтверждает западный источник сноса, даже если учесть предполагаемый Ю.В.Казанцевым (1984) более поздний поворот Каратауского выступа. По-видимому, это связано с тем, что наиболее глубокая часть впадины располагалась к северо- востоку от района Симской мульды и склон был накло­ нен именно в эту сторону. Но уже в стерлитамакско-артинское время ясно выри­ совывается появление глубокого прогиба на запад от Симской мульды, от северо западной оконечности антиклинории, течения в каньонах и каналах уже были на­ правлены на север и северо-запад (рис. 101 - 7), что можно связывать с миграци­ ей прогиба на запад и надвиганием с востока орогена. Юго-западное направление появляется у индикаторов палеопотоков артинско-кунгурского времени и на реке Юрюзани, сакмарско-артинского - на р.Ай (рис. 101 - 8). На широте пос.Ново Белокатая западные направления потоков существовали в течение всей нижней перми, а по р.Уфе - с асселя и до артинского века палеопотоки были ориентиро­ ваны на юг и юго-запад (рис. 101 - 9,10). А в среднем и позднем карбоне в рай­ оне р.Уфы течения направлялись на северо-запад и северо-северо-запад.

По всей территории Сылвинской и в южной части Соликамской впадин в артинском и кунгурском веках наблюдались преимущественно юго-западные по­ токи, хотя нередко заметную роль играли также западные и северо-западные (рис. 101 - 11-14). Несколько замеров в верхнем карбоне на широте пос.Шали также показывают юго-западную ориентировку палеотечений. Лишь на севере Со­ ликамской впадины, по р.Березовой, замеры среди сакмарских и артинских тур­ бидитов среднего и нижнего конусов зафиксировали преобладание северо-запад­ ных потоков (рис. 101 - 15). Еще дальше к северу, на территории Верхнепечор­ ской впадины (на р.Щугор), артинские и кунгурские отложения выносились по­ токами на север (рис 101 - 16), а на р.Кожим, по-видимому, на запад и северо запад.

7.4. К Р А Т К А Я Х А Р А К Т Е Р И С Т И К А ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИХ ОБСТАНОВОК В начале настоящей главы было показано, что краевой прогиб перед фронтом наступающего орогена начал формироваться еще во второй половине раннего карбона, максимального развития достиг в артинском веке ранней перми и продолжал существовать до раннего триаса включительно. Согласно реконст­ рукциям Л.П.Зоненшайна, М.И.Кузьмина, Л.М.Натапова (1990), Урал вместе с прогибом в карбоне и перми располагался примерно между 20 и 35 параллелями северной широты и был повернут под углом 40-50° к экватору, т.е. находился в зоне жаркого, большей частью аридного климата.

Становление предгорного прогиба и его бассейнов происходило постепен­ но, но неравномерно, с различной интенсивностью, что отражено на схематичес­ ких палеогеографических картах среднего карбона - ранней перми (рис. 102, 103). Временные уровни для них были выбраны таким образом, чтобы получить, с моей точки зрения, достаточно полное представление об этом процессе. При их составлении, кроме собственных материалов, были использованы все доступные данные предыдущих исследователей (Наливкин, 1949, 1950;

Чочиа, 1955;

Смир­ нов, 1956;

Хворова, 1961;

Замаренов, 1962;

Войновский-Кригер, 1963;

Гусев и др., 1968;

Фивег, Банера, 1968;

Дозорцев, Пахомов 1966;

Пахомов, Дозорцев, 1966;

Щербаков,Щербакова, 1966;

Македонов, 1971;

Муравьев, 1972;

Чермных, Беляков, см. Атлас...,1972;

Кузькокова, 1976;

Юдин, Чермных, 1977;

Юдин, 1983;

Чувашов, 1979, 1985 и др.;

Чувашов и др., 1990;

Королюк, Ярошенко, 1980;

Меламуд, 1981;

Казанцев, 1984;

Щекотова, 1990). Карты составлены прак­ тически без учета постседиментационного сокращения прогиба, хотя, по мнению Ю.В.Казанцева (1984), В.В.Юдина (1994), в результате надвигообразования ши­ рина Предуральского прогиба уменьшилась по сравнению с первоначальной до 1,5-2 раз. Этот процесс, очевидно, был очень неравномерным, а для достоверных палинспастических построений данных очень мало.

\ Воркута Воркута -^Актюбинск О Актюбинск Рис. 102. Схематические палеогеографические карты Западного Урала Продолжение на стр. 184- Воркута о.

Рис. 102. Схематические палеогеографи­ ческие карты Западного Урала А - позднебашкирское время, Б - позднемос ковское время, В - ассельский век, Г - позд неартинское время, Д - позднекунгурское время 1 - горная область;

2 - платформа (мелковод­ ное море);

3 - зона западного шельфа проги­ ба и верхняя часть склона;

4 - шельфовая впадина;

5 - склон активной окраины проги­ ба;

6-8 - глубоководный конус: 6 - верхняя часть, 7 - средняя часть, 8 - нижняя часть ко­ нуса и нижняя часть склона пассивной окра­ ины прогиба;

9 - соленосные впадины;

10 дельтовый конус;

11 - мелководный край платформы с терригенно-карбонатным осад конакоплением;

12 - мелководное море с сульфатно - карбонатным осадконакоплени ем;

13 - рифовые массивы;

14 - основные на­ правления палеопотоков в бассейне;

15 - ос­ новные направления сноса обломочного мате­ риала;

16 - профили (см. рис. 103);

17 - гра­ ницы зон 100 км I I Актюбинск О Башкирский век В башкирском веке продолжалось разрастание предгорного прогиба, поя­ вившегося в конце ранней перми. На юге в бассейнах Урала и Сакмары о суще­ ствовании прогиба свидетельствуют фации каньона и верхних частей конуса вы­ носа. Несколько севернее, по р.Сакмаре и в бассейне р.Бол. Ика, вплоть до его верховьев, встречаются фации активного склона прогиба, представленные кугар чинской свитой. Тонкозернистые, в значительной степени глинистые отложения собственно склона при этом нередко прерываются карбонатными глыбовыми A-A Рис. 103. Схематические фациальные профили по линиям, отмеченным на палеогеографи­ ческих картах (см. рис. 102). Соотношения вертикального и горизонтального масштабов искажены Условные обозначения на рис. брекчиями и конгло-брекчиями, представляющими собой фации каньона. И.В.

Хворова (1961) отмечала в таких брекчиях глыбы и утесы размером до 25-100 м (реки Малая Сюрень, Иняк).

Глубоководный бассейн простирался до массива современного Башкирско­ го антиклинория, на территории которого находилось неглубокое шельфовое мо­ ре. К северу от этого массива в башкирском веке существовал другой глубоковод­ ный бассейн, северная граница которого, вероятно, располагалась примерно на широте г.Первоуральска. В сохранившихся в верхнем течении р.Уфы разрезах встречаются фации преимущественно верхней части глубоководного конуса, а к западу (в районе пос.Ново-Белокатая) скважинами вскрыты отложения среднего (нижнего?) конуса. Характерной особенностью восточных разрезов является при­ сутствие пачек известняков, часто микрозернистых с признаками градационной сортировки (генетический тип Е-4), происхождение которых, по-видимому, свя­ зано с восточным предгорным шельфом. В некоторых случаях (к востоку от ст.

Ункурды) встречаются известняковые подводнооползневые образования.

Севернее, вплоть до широтного течения р.Печоры, отсутствуют признаки бассейнов с терригенным осадконакоплением. Здесь встречаются только карбона­ ты, отложившиеся в шельфовом море. Но полностью исключить, что где-нибудь на востоке был горный рельеф, который размывался, конечно, нельзя. Тем бо­ лее, что в верховьях р.Печоры, как уже было показано выше, В.В.Юдиным и В.А.Чермных (1977) описаны башкирские полимиктовые песчаники.

В районе левых притоков р.Усы продолжала существовать впадина, зало­ женная еще в конце раннего карбона. По-видимому, в ее восточной части были условия для проявления процессов, напоминающих апвеллинг. Эту впадину ха­ рактеризует маломощная карбонатно-глинистая толща с кремнями, фосфоритами.

Московский век В южной части Вельской впадины прогиб располагался приблизительно в тех же пределах, что и в башкирском веке, однако в сохранившихся разрезах больше представлены фации средней части конуса выноса. Можно предполо­ жить, что в районе р.Айтуарки, левого притока р.Урал, находилось устье мощно­ го глубоководного каньона и соответствующий ему конус выноса, ориентирован­ ный примерно с северо-востока на юго-запад. Каньон был врезан достаточно глу­ боко, о чем свидетельствует отсутствие на р.Айтуарке отложений серпуховского и башкирского ярусов, на р.Алимбете - части башкирского яруса. По мнению И.К.

Королюк, И.А.Кирилловой, Е.Л.Меламуд (1976), Е.Л.Меламуд (1981), средне каменноугольный флишевый бассейн здесь выклинивался в результате появления Киинского поднятия. Это, однако, мало вероятно, так как потоки, судя по косой слоистости и гиероглифам, были направлены на юг и юго-запад, а обломочная масса, выносимая каньоном, была очень большой. Почему здесь нигде не обнару­ жены более дистальные фации конуса выноса, неясно. Возможно, он (конус) по­ ворачивал на юго-восток, в обход этого поднятия, если последнее действительно существовало. К сожалению, отложения среднего карбона там не сохранились.

Характерно, что на р. У рал и южнее можно наблюдать фации каньонов и верхних частей конусов выноса и выше по разрезу, вплоть до конца артинского яруса, причем нередко приблизительно в одних и тех же местах, что свидетель­ ствует о поразительной устойчивости каньонов и о их больших размерах. Имеет­ ся в виду район Айтуарки-Алимбета, бассейн р.Кия, среднее течение р.Жаман Каргала и бассейн р.Жаксы-Каргала (Шанды, Орташа, Шолаксай, Айдарала ша). На языки грубообломочных пород здесь исследователи обратили внимание уже давно. Они изображены на фациальных схемах И.В.Хворовой (1961), А.К.

Замаренова (1962), однако, эти авторы видели в них, главным образом, русло­ вые конгломераты крупных рек.

По Е.Л.Меламуд (1976), в течение среднего карбона прогиб в южной час­ ти переместился на запад в среднем на 10-15 км. Если это действительно так, то речь может идти, по-видимому, только о его западной границе. Судя по прокси­ мальным фациям, смещение прогиба было очень незначительным или отсутство­ вало.

В конце московского века образовался пологий, относительно неглубокий прогиб к западу от Башкирского антиклинория. Мелководные органогенно-детри товые известняки сменились сначала микрозернистыми известняками, а потом карбонатно-глинистой толщей.

Продолжал развиваться глубоководный бассейн к северу от Башкирского поднятия. По сравнению с башкирским веком, он занимает несколько большую площадь, однако севернее среднего течения р.Чусовой, по-видимому, не прости­ рался. На территории Уфимского амфитеатра, где располагался этот бассейн, встречаются как фации глубоководных конусов выноса, так и шельфовые. Здесь находится одно из немногих мест, где, благодаря попаданию в зону надвига, и следовательно, смещению на запад, сохранились карбонатные отложения восточ­ ного предгорного шельфа (сергинская свита). Нет полной ясности с грубообло мочной азямской свитой, слагающей одноименный хребет в восточной части Уф­ имского амфитеатра. Г.А.Смирнов (1956) относил ее к девону, однако позже появились данные о находке галек известняков с визейской и башкирской фауной (Засядчук и др., 1963), позволяющие определить ее возраст как московский.

Правда, по текстурам, составу и характеру выветривания азямская свита резко отличается от достоверных московских песчаников и конгломератов, а также под­ стилающих их пород верхнебашкирского возраста, обнажающихся на этой" терри­ тории. Б.И.Чувашов (1979) предполагает, что своеобразие азямской свиты может быть связано с аллохтонным характером ее залегания, с образованием ее далеко от того места, где она в настоящее время залегает. Фации азямской свиты прак­ тически не изучены.

На территории от среднего течения р.Чусовой на юге до бассейна р.Колвы обнажается раннемосковская мартьяновская свита (Чочиа, 1955;

Пахомов, Дозор­ цев, 1966;

Дурникин, 1985), представленная карбонатно-глинистой толщей с мно­ гочисленными прослоями тонкозернистых дистальных темпеститов полимиктово­ го состава. Свита отражает начальную стадию образования прогиба на Среднем и Северном Урале.

В бассейне Печоры, по-видимому, продолжали существовать глубоковод­ ные условия. Полимиктовые обломочные породы, похожие на турбидиты, описа­ ны В.В.Юдиным и В.А.Чермных (1977) в верховьях р.Печоры. По левым прито­ кам р.Усы прогиб также достиг достаточной зрелости, и в самом конце среднего карбона в районе р.Лемвы появились турбидиты. Исходя из данных В.А.Салдина (устное сообщение), можно предположить, что они представлены проксимальны­ ми фациями.

Поздний карбон В южной части Урала сохранялись приблизительно те же условия, что и в конце среднего карбона. В глубоководном бассейне накапливались мощные тол­ щи обломочных осадков. В современных разрезах можно наблюдать фации кань­ онов (ручей Айтуарка, некоторые районы распространения саплаякских брекчий) и разные части глубоководных конусов. Широкое распространение многочислен­ ных олистостромов с крупными глыбами и утесами известняков свидетельствует об активизации процесса надвигообразования в гжельском веке. Во многих разре­ зах (бассейны Урала, Б. Ика) встречаются прослои вулканических туфов.

В районе Башкирского антиклинория продолжал существовать относи­ тельно неглубокий пролив. В гжельском веке на осадконакопление здесь влияли процессы апвеллинга, связанные с подъемом холодных вод с северного (в позд­ нем карбоне северо-западного) глубоководного флишевого бассейна. Последний, по сравнению со средним карбоном, незначительно расширился на север. В пре­ делах Косьвинско-Чусовской седловины, вероятно, условия для терригенного осадконакопления по прежнему отсутствовали. Следы существования глубоковод­ ного прогиба появляются опять только в бассейне р.Колвы. Этот прогиб, как и более ранний - московский, простирался на север в бассейн рек Печоры и Усы.

Разрезы в верховьях р.Ельца и по притокам р.Лемвы свидетельствуют, что по всей этой территории накапливались турбидиты верхнего и среднего конусов.

Ассельский век ранней перми Во многих районах Западного Урала наблюдаются довольно существенные изменения условий осадконакопления. В южной части Вельской впадины (бас­ сейны рек Урала, Сакмары, Бол. Ика) во второй половине ассельского века в море стало поступать большое количество карбонатного материала, интенсивно начал размываться предгорный карбонатный шельф, что, возможно, связано с понижением уровня моря или, что то же самое, с поднятиями в области восточ­ ного шельфа.

Углубление и расширение прогиба началось и в северной части Вельской впадины. Особенно это становится заметным со второй половины асселя. На большей части территории перестали формироваться фосфориты, появились об­ разования гравитационных потоков, в том числе олистостромы. На северо-запад­ ной окраине Башкирского антиклинория во второй половине асселя отлагались грубообломочные осадки, по крайней мере, двух каньонов (Мизенс, 1993). Обра­ зование ахуновской свиты, залегающей в пределах Уфимского амфитеатра, так­ же, по-видимому, связано с размывом карбонатного шельфа Башкирского масси­ ва. Загадкой является образование чисто кварцевых песчаников, встреченных на горе Модертау, к востоку от с.Ураково, и содержащих раннеассельские фузули ниды (по определениям Б.И.Чувашова). Песчаники плохо обнажены, взаимоот­ ношения с подстилающими породами не видны, поэтому их фациальную принад­ лежность установить не удалось. Пород подобного состава в верхнем палеозое Западного Урала нигде больше нет.

Средний глубоководный бассейн в асселе достиг широты города Чусового.

Характер строения осадочного комплекса в устье р.Койвы показывает, что, веро­ ятнее всего, прогиба до асселя на этой широте не было - гжельские рифы непо­ средственно перекрыты фациями склона и каньона. Если бы к этому времени на востоке прогиб уже существовал, то нижняя часть терригенного разреза была бы сложена дистальными фациями гравититов.

В пределах Косьвинско-Чусовской седловины по-прежнему, по-видимому, существовали мелководно морские условия с карбонатным осадконакоплением.

Признаки существования более глубокого бассейна появляются только в районе р.Вишеры. В современных разрезах сохранились фации его западной части. Ве­ роятно, упомянутый бассейн располагался почти в тех же пределах, что и в позд­ нем карбоне. В районе верхнего течения р.Печоры также сохранились наиболее западные разрезы глубоководного прогиба, его западного шельфа. Севернее, в бассейне р.Усы, наблюдается смещение глубоководной турбидитовой толщи кечь пельской свиты на карбонатные разрезы платформы, происходит надвигание про­ гиба на платформу.

Сакмарский век На Западном Урале, как и в конце карбона и асселе, продолжают сущест­ вовать три глубоководных флишевых бассейна. Хотя пролив, соединяющий два южных бассейна и расположенный вдоль Башкирского антиклинория, стал уже достаточно глубоким, осадконакопление гравитационными потоками здесь еще имеет небольшое значение. Только на юге, в районе широтного отрезка р.Белой, турбидиты уже преобладают.

На Косьвинско-Чусовской седловине, по-видимому, сохраняются мелко­ водные шельфовые условия с карбонатным осадконакоплением.

Артинский век К середине артинского века в пределах прогиба образовался единый глу­ боководный бассейн. Полностью исчезли обе перемычки, делившие прогиб на три части. Почти в то же время, во второй половине артинского века произошло рез­ кое усиление выноса грубообломочного материала, нередко, однако, приурочен­ ное к каньонам, существовавшим миллионы(!) лет. Обращает на себя внимание, что прогиб в районе Косьвинско-Чусовской седловины, вероятно, возник не­ сколько раньше середины артинского века, но восточнее современных разрезов обломочных пород, поскольку в основании последних залегают дистальные тур­ бидиты.

Кунгурский век Западноуральский флишевый бассейн постепенно заполнился осадками и к концу века перестал существовать. Процесс заполнения происходил неравно­ мерно и сопровождался сильным смещением оси прогиба на запад, поэтому рель­ еф дна и условия осадконакопления были очень разнообразными. Это нередко создает сложности при толковании происхождения тех или иных образований.

Одной из главных проблем является взаимоотношение турбидитов и эва­ поритов. Их переслаивание в зоне сочленения заставляет предполагать, что суль­ фаты и соли могли накапливаться и в глубоководных условиях (см. главу 6). Ха­ рактерно, что в мелководье, на западном шельфе прогиба, осаждались главным образом доломиты, ангидритов (гипсов) мало, а дальше на восток, по мере уг­ лубления бассейна, количество сульфатов увеличивается. Последние выклинива­ ются также над рифовыми массивами, где было более мелко, а сопровождающие их карбонатные пачки при этом сохраняют свои мощности.

Для Сылвинской и Соликамской впадин прогиба характерным является очень грубообломочный иренский горизонт кунгура, свидетельствующий, что ни­ какого затухания горообразовательных процессов в это время не было, как это нередко можно прочитать. По-видимому, в районе города Чусового и в нижнем течении р.Лысьвы в это время располагалось устье мощного каньона, так как к югу и к северу количество грубообломочных пород постепенно уменьшается. На реках Лысьве и Чусовой мы можем наблюдать иренские олистостромы мощнос­ тью до нескольких десятков метров (см. рис. 29, 30 на вклейке), мощные линзы хорошо сгруженных конгломератов группы генетических типов В, свидетельст­ вующие также о больших глубинах бассейна. К этому стратиграфическому уров­ ню относятся и субмеридиональные каньоны, выявленные в районе р.Сылвы Б.В.Красильниковым и др. (1973). Их своеобразная ориентировка, по-видимому, связана с тем, что зона максимального прогибания (согласно А.А.Оборину, 1965) в кунгуре смещалась не только на запад, но и на север. В южной части этих кан­ ьонов (каньона) залегают известняковые конгломераты, обнаженные в районах сел Быково, Подгорного.

Важное значение для истории заключительных этапов всего внутреннего прогиба (см. ниже) имели события, происходившие на севере описываемой тер­ ритории. Речь идет о постепенном переходе в результате проградации глубоко­ водного конуса в дельтовый конус, заполнивший затем прогиб. В позднем кунгу­ ре относительно глубоководные фации авандельты замещаются отложениями прибрежных баров, среди которых вверх по разрезу начинают появляться линзы и пласты каменных углей. Известно, что граница между эвапоритсодержащими и угленосными разрезами проходит южнее широты р.Подчерема. М.П.Фивег и Н.И.Банера (1968) считали, что на осадконакопление в этом районе влияло Ти манское поднятие, периодически перекрывающее бассейн и ограничивающее дос­ туп океанической воды в его южную часть. Н.Н.Кузькокова (1976) полагала, что смена эвапоритов угленосными отложениями связана только с климатом. Более вероятным, однако, с моей точки зрения, является перекрытие глубоководного бассейна разрастающимся дельтовым конусом. Поток пресных вод был направлен на север и северо-восток, в сторону океана. Вдоль южной границы этого потока образовалась система баров, и, таким образом, попадание пресных и нормально морских вод к югу еще более ограничивалось, что в условиях аридного климата являлось решающим фактором повышения солености к югу от дельтового конуса.

Севернее постоянный приток пресной воды в приблизительно тех же условиях жаркого климата способствовал бурному развитию растительности и появлению торфяных болот.

Переходы глубоководных конусов в дельтовые характерны для стабиль­ ных тектонических условий (Стоу, 1990), поэтому, вероятно, они могут быть ис­ пользованы для приблизительной оценки глубины турбидитового бассейна. Дель­ товый конус, продвигаясь вперед, быстро заполнял прогиб, и следовательно, его мощность с учетом минимально возможного двукратного уплотнения, может от­ ражать глубину. В Верхнепечорской впадине, получается цифра до 1000-1500 м.

На самом деле уплотнение, скорее всего, было более высоким, но нельзя исклю­ чать и погружение дна бассейна, которое, наверняка, имело место.

7.5. В У Л К А Н И Ч Е С К А Я Д Е Я Т Е Л Ь Н О С Т Ь Многочисленные проявления вулканической деятельности очень характер­ ны для юга Урала, для Вельской впадины. Прослои вулканических туфов здесь впервые были описаны И.В.Хворовой (1961). В настоящее время известны вул­ канические туфы кислого состава на всех стратиграфических уровнях, начиная от среднего карбона и кончая артинским ярусом, на территории от р. У рала на юге до города Сима на севере (рис. 104). Наибольшее количество прослоев встречено в асселе на р.Усолке. Здесь более 10 пластов толщиной от нескольких миллиметров до 55 см образуют пачку общей мощностью 17 м. Шесть прослоев присутствует на р.Белой в верхнем карбоне и около 15 - среди флиша бурцевско го и иргинского горизонтов артинского яруса, но мощности здесь от 2 мм до см. Мощная (около 11м) пачка, содержащая туффиты и туфы, залегает в верх­ нем карбоне в бассейне левого притока р.Урал - Айтуарки, но она плохо обнаже­ на и мощности отдельных пластов, как и количество последних, установить не удалось.

Севернее Вельской впадины (севернее широты г.Сима) вулканические ту­ фы пока не известны, однако, по мнению А.Г.Коссовской (1975), примесь пепло вого материала возможна в верхнепермских терригенных отложениях Южного и Среднего Урала, содержащих анальцим и большое количество свежих амфиболов и моноклинных пироксенов в тяжелой фракции. Правда, анальцим распростра­ нен и в карбоне-нижней перми Среднего, Северного и Южного Урала (см. гл.5), где он связан с переотложенным вулканогенным материалом.

Вулканические туфы отмечены в асселе на самом юге, в пределах Актю бинской впадины (Горошкова, Овнатанова, 1994), описаны в Прикаспийской впадине в серпуховском ярусе нижнего карбона и в асселе (Ярошенко, 1991), а также в кунгурских солях (Дриц, Коссовская, 1989). Есть указания (Файер, 1988) на находки маломощных пластов кислых эффузивовО) среди пермских от­ ложений Печорской синеклизы. Прослои пирокластического материала в толще среднекаменноугольного флиша на восточном склоне Южного Урала описывает М.М.Бежаев (1968, 1978).

Существует точка зрения, что пирокластические облака перемещаются только на восток, но вблизи Урала, к западу от него, трудно найти источник. О том, что вулканический очаг находился близко, свидетельствуют достаточно большие мощности туфов (до 55 см), частота выбросов и длительность вулкани­ ческой деятельности. По-видимому, все-таки этот очаг нужно искать на Южном Урале. Вероятный источник - восточная часть Магнитогорского синклинория. По Иньяк и Б.Ик Б.и М.Сюрень р. Сакмара р. Ускалык р. Ассель аз р. Селеук р. Урал р. Сим « Отдел р. Белая Ярус Ч.О о d, Артинский V- V V- V V- V i Сакмарский V- V- V- V Pi V- V Ассельский V- V V- V- V- V V- V- V^V V- V V-. V Гжельский V- V V- V C Московский Касимовский чГ v. -vf;

V- V- V V- V V- V- V- V- V- V V- V V- V C Рис. 104. Прослои вулканокластического материала среди верхнепалеозойских осадочных толщ на западном склоне Южного Урала данным Г.Ф.Червяковского (1972) и С.Г.Червяковского (1978), здесь развиты дайки и гипабиссальные субвулканические интрузии щелочного и кислого состава (граниты, граносиениты, сиенит-порфиры, трахитовые, трахилипаритовые и ли паритовые порфиры) секущие фаунистически охарактеризованные визейские и серпуховские отложения. Определения абсолютного возраста этих пород дают цифры 225-280 млн лет. Г.Ф.Червяковский выделил их в самостоятельную фор­ мацию малых интрузий и даек с предположительным возрастом верхний карбон нижняя пермь. Характер этих тел, по мнению С.Г.Червяковского, позволяет предполагать существование здесь наземного вулканизма. Такой вывод подтвер­ ждают и описанные им остатки жерловины вулканического аппарата (верхнее те­ чение р.Нижняя Гусиха близ горы Балашовской), выполненной брекчией липа ритового состава.

7.6. М И Г Р А Ц И Я К Р А Е В О Г О П Р О Г И Б А Уже в начале 40-х годов Г.И.Теодорович показал, что краевой прогиб мед­ ленно надвигался на платформу. Существование этого явления позже было под­ тверждено и многими другими исследователями. Было установлено также, что смещение не было постепенным и равномерным, а протекало скачками, с разной скоростью и амплитудой в различных частях этой структуры.

Очень значительное перемещение прогиба отмечено на севере Урала. Ю.В.

Казанцев (1984) оценивает его амплитуду только за артинский век в более чем на 150 км (широта г.Воркуты). В пределах Соликамской впадины он предполагает перемещение 5-15 км за ассельское и сакмарское века и около 100 км за артинс­ кий век. Скорее всего, последняя цифра несколько преувеличена, однако несом­ ненно, что проградация глубоководного конуса в это время проходила быстрее. В районе Сылвинской впадины перемещение прогиба также превышает 100 км. Со­ гласно Ю.В.Казанцеву, в течение асселя - 7-10 км, сакмары - 15-20 км, артинско­ го века - 20-30 км, а в кунгуре, по В.3.Xyрейку (1964), до 35 км. Характерно, что здесь не было равномерного перемещения всех частей прогиба. С конца гже ля и до конца бурцевского времени (Ширинкина, 1991) на краю платформы фор­ мировался дуванско-тулумбасовский барьерный риф, следовательно, западный борт прогиба занимал относительно стабильное положение. В то же время на вос­ токе наблюдается проградация склона и конуса выноса. Прогиб, по существу, сжимался, а в иргинское и саргинское время уже наблюдается "накатывание" прогиба на платформу. В кунгуре западная граница депрессии снова стабилизи­ ровалась, а зона максимального погружения сместилась на 35 км м к западу.

Неравномерное перемещение разных частей прогиба описывает В.Д.Ha ливкин (1950) и в пределах Юрюзано-Айской впадины. По его данным, ампли­ туда смещения зоны максимального погружения за интервал времени от среднего карбона до кунгура значительно превышает 100 км, в то время как смещение за­ падного борта составляет существенно меньшую величину.

По-видимому, практически не было передвижения прогиба до середины артинского века в северных районах Вельской впадины, а на юге оно опять на­ мечается. Е.Л.Меламуд (1981) указывает цифру в среднем карбоне 10-15 км, а в кунгуре, на широте р. Урал, 7-15 км, южнее р. У рал - до 20 км, хотя положение фаций каньона на левобережье р.Урал показывает, что смещение восточного бор­ та на протяжении от московского до артинского века было незначительным. А положение ассельско-артинских рифовых массивов (Королюк, Ярошенко, 1980) свидетельствует, что и западный борт за это время, если и передвигался, то очень мало.

i.

7.7. К О Л Е Б А Н И Я У Р О В Н Я М О Р Я Исходя из анализа цикличности 5-го порядка (см. рис. 8) можно утверж­ дать, что в пределах Предуральского прогиба намечается несколько уровней ус­ тойчиво повышенного содержания грубообломочных пород. Речь идет прежде всего о гжельском ярусе, стерлитамакском горизонте сакмарского яруса, саргин ском горизонте артинского яруса, иреньском горизонте кунгурского яруса. Менее выраженно увеличение содержания грубообломочных пород в башкирском и мос­ ковском ярусах. Хорошо известно (Walker, 1975;

Mutti et al., 1984;

Лисицын, 1982;

Хворова, 1989;

и др.), что резкое усиление выноса грубообломочного мате­ риала к основанию подводного (континентального) склона обычно связано с по­ нижением уровня воды в бассейне. Как уже было показано в главе 3, колебание уровня воды в прогибе, в целом, могло быть связанным с колебанием уровня ми­ рового океана в карбоне и перми, в значительной степени определяющимся оле­ денением на территории Гондваны. Тем не менее аналогия с известными кривыми П.Вэйла и Ф.Фейрбриджа, показывающими глобальные изменения уровня океа­ на в фанерозое, слабая, что связано, вероятно, с наложением тектонических про­ цессов. С.Л.Афанасьев и Н.А.Ясаманов (1992) построили кривые изменения средней глобальной температуры воды и содержания углекислого газа в атмос­ фере. Резкие минимумы на этих кривых соответствуют гжельскому веку. С рез­ ким повышением уровня мирового океана, достигшим, по кривой П.Вэйла, мак­ симума в Серпухове, очевидно, связана так называемая "великая визейская транс­ грессия" на Урале, когда на окраинах платформ (Восточно-Европейской и Си­ бирской) вместо субконтинентальных отложений повсюду появились морские из­ вестняки. Другое существенное повышение, согласно П.Вэйлу, произошло к на­ чалу артинского века, в общем-то характеризующегося тонкозернистым составом.

В кунгуре усиление выноса грубообломочного материала близко во времени с об­ разованием толщи каменных и калийных солей в более западных районах. Име­ ются данные, вытекающие из анализа геохимии солей (Ковалевич, 1990;

Ковале вич, Петриченко, 1991), что в конце ранней перми имело место снижение уровня мирового океана. Вследствие этого, наряду с перекрытием дельтовым конусом прогиба на севере, могла уменьшиться связь южных районов Предуральского прогиба с северным океаном и через пролив между Тиманом и Русской платфор­ мой, на существование которого указывали М.П.Фивег и Н.И.Банера (1968).

7.8. З А К Л Ю Ч Е Н И Е Согласно представлениям о тектонике литосферных плит, Уральская гор­ ная система появилась в конце палеозоя в результате коллизии системы остров­ ных дуг на окраинах Сибирского и Казахстанского континентов с Евроамерикан ским континентом (Формирование 1986;

Юдин, 1994;

и др.). Перед фронтом субдукции образовалась аккреционная призма, которая постепенно разрасталась на запад по мере приближения к ней континентальной плиты. По наблюдениям многочисленных западных исследователей, обобщенных А.Митчеллом и Х.Редин гом (1990), перед такой призмой существует глубоководный желоб, который также смещается по направлению к приближающемуся континенту. На юге стол­ кновение началось, возможно, еще в конце девона, а приблизительно с середины раннего карбона - и на севере (относительно современного расположения Урала).

В этих районах предполагается непосредственная трансформация глубоководного желоба через остаточные бассейны в краевой прогиб. К концу визейского века континентальные плиты, по-видимому, сблизились и на оставшейся территории.

В результате имело место некоторое опускание края Евроамериканского конти­ нента, что, наряду с вероятным общим подъемом уровня океана, способствовало передвижению береговой линии на запад, и значительную часть нынешнего Пре дуралья заняло шельфовое море с карбонатным осадконакоплением. В среднем и позднем карбоне орогенез с юга и севера распространился на всю территорию со­ временного Урала. Предгорный прогиб на краю Восточно-Европейской плиты долгое время существовал в виде трех глубоководных бассейнов, разделенных более мелководными морями, и только в артинском веке в прогибе образовался единый глубоководный бассейн, скорость осадконакопления в котором достигала 100-300 м за 1 млн лет. К началу поздней перми он был заполнен осадками и поднят выше уровня моря. Зона прогибания сместилась на запад, и дальнейшее развитие прогиба проходило в субаэральных условиях.

Складчатые уральские структуры надвигались на прогиб, но в разных мес­ тах по-разному - от первых до десятков километров, по Ю.В.Казанцеву (1984), до 50 км, с одновременным смещением на запад самого прогиба. Ширина послед­ него (с учетом последующей складчатости и разрывов, сокращающих прогиб, по мнению В.В.Юдина, до двух раз), могла быть до 150-200 км.

Предуральский прогиб, как и другие бассейны подобного типа, имел асим­ метричное строение, с, углублением ближе к складчато-надвиговому поясу (рис.

105), поскольку во время скучивания надвиговых масс скорость погружения про­ гиба в непосредственной близости от них максимальная (Heller et al., 1988).

Вблизи фронта надвигов в это время происходит накопление грубообломочных отложений. Последующий размыв аллохтонов приводит к снятию нагрузки и вследствие этого - к поднятию складчатого пояса и прилегающей части прогиба.

В результате возникает поверхность несогласия, отделяющая отложения ранней (синорогенной) и поздней (посторогенной) фаз эволюции краевого прогиба. Вы­ ше несогласия накапливаются опять грубообломочные осадки, сосредоточенные во внешней зоне прогиба. Таким образом, грубообломочные осадки внутренней зоны отражают перемещение надвиговых масс со стороны складчатого орогена, а грубообломочные осадки внешней зоны - прекращение надвигов и размыв а л лох тонных блоков. В приложении к Уралу ко внутренней зоне относится флиш кар­ бона и нижней перми, к внешней - верхнепермская моласса. Их согласное зале­ гание кажущееся, поскольку они разделены пространственно (рис. 106).

Осадочно-породные бассейны краевых прогибов (или бассейны форлан дов) довольно широко распространены на Земном шаре. Краткую их характери­ стику можно найти в работах А.Митчелла и Х.Рединга (1990), Ю.М.Пущаров ского (1959) и др. Чаще всего в краевых прогибах только в ранних стадиях от­ кладывается флиш, поскольку обычно количество обломочного материала велико по сравнению со скоростью прогибания и турбидиты быстро замещаются шлиром и молассой мелководно-морской и (или) континентальной. Это Предгималайский прогиб, Северо-Альпийский и Восточно-Карпатский бассейны, герцинские проги­ бы от Уэльса на западе до Рура на востоке, Центрально-Апалачский прогиб и многие другие. Более редкими являются прогибы, в которых глубоководные бас­ сейны существовали в течение всего времени развития их внутренней зоны. К ним относятся Предуральский, Предпиренейский, Северо-Аппенинский прогибы, Предантлерский прогиб в Центральном Айдахо (США) и др.

На базе Северо-Аппенинского флишевого бассейна были разработаны ос­ новополагающие для флиша теории: Ф.Кюнен и Ц.Миглиорини предложили тур бидитовую модель флишеобразования, а Ф.Рици-Лучи, Е.Мутти и др. создали модель глубоководного конуса выноса. В пределах Северо-Аппенинского бассей­ на выделяют (Abbate et al, 1970) флишевые образования эвгеосинклинального, миогеосинклинального и позднегеосинклинального этапов, выделяют также и по стгеосинклинальный этап, характеризующийся, главным образом, молассовой и шлировой формациями. На Урале отчетливо прослеживаются три из этих этапов (кроме позднегеосинклинального). С Северо-Аппенинским эвгеосинклинальным флишем сопоставляется зилаирский и визейско-серпуховский флиш Урала. Мио геосинклинальному этапу соответствует флиш Предуральского прогиба. Западно СТАДИЯ ВНЕШНЕГО ПРОГИБА Меридиан осевой плоскости внутреннего прогиба СТАДИЯ ВНУТРЕННЕГО ПРОГИБА Рис. 105. Схема трансформации внутреннего прогиба во внешний и образование несогла­ сия между флишевой и молассовой формациями 1 - шельфовые формации, 2 - отложения склона, 3 - флиш, 4 - моласса, 5 - морские эвапориты, 6 орогенная область, 7 - континентальная кора, 8 - направление надвигания орогена, 9 - поднятия и прогибания земной коры уральская верхнепермско-триасовая моласса может быть сопоставлена с образо­ ваниями постгеосинклинального этапа Северных Аппенин.

Флишевая формация в миогеосинклинальной области в Северных Аппени нах подстилается карбонатной платформенной толщей юры и нижнего мела, ха­ рактер которой указывает на прогрессирующее углубление (Bortolotti et al., 1970). Далее выделяется стадия или толща "префлиша", включающая пелитовые и карбонатно-глинистые отложения со слоистыми кремнями и градационно-сло­ истыми калькаренитами - прототурбидитами (нижний мел-средний миоцен). Пре флиш указывает на продолжающееся углубление моря.


Верхняя его граница миг­ рирует на северо-восток от олигоцена до миоцена, и она очень четкая. Эта толща имеет относительно небольшие мощности - от 100 до 300 м и по составу, строе­ нию и характеру залегания напоминает Западноуральскую кремнисто-карбонатно Рис. 106. Схемати чески й профи ль бассейна осадконакоплени я в Предуральском проги бе в конце карбона - начале ранней перми, во время форми ровани я фли шевой формаци и 1- предгорный шельф, 2 - активный склон, 3 - каньоны, 4 - шлейф глубоководных конусов, 5 - пассивный склон, 6 - шельф, 7 - рифовые масси вы глинистую толщу, подстилающую флиш. Префлиш перекрывается по довольно резкой границе мощной (4000-5000 м) толщей турбидитов, возраст которой меня­ ется с юго-запада на северо-восток от раннего-среднего олигоцена до раннего позднего миоцена. В нижней части флиш является типично песчаным и нередко содержит мощные олистостромы. На востоке он замещается мелководными мер­ гелями (начальные стадии шлировой формации), аналоги которых мы видим на севере Предуралья в верхах артинского яруса и низах кунгура.

Образования глубоководной впадины на краю карбонатной платформы описываются и в Предальпийском прогибе (Follmi, 1989). В Западноавстрийских Швейцарских Альпах на мелководных известняках апта залегают конденсирован­ ные глинисто-карбонатные породы с глауконитом и фосфоритами (апт-альб), ко­ торые, в свою очередь, переходят в пелагические карбонаты с турбидитами и другими гравитационными образованиями (верхний альб-сантон). Этот последо­ вательный набор толщ очень похож на Предуральский прогиб в районе Башкир­ ского антиклинория или на севере Урала.

Очень близкое с Предуральским прогибом строение имеет каменноуголь­ ный бассейн прогиба к востоку от гор Антлер в штате Айдахо - США (Nelson, Nilsen, 1984). Флиш здесь подстилается аргиллитами и кремнями, переходящими к востоку в мелководные известняки платформы. В основании активного склона бассейна, по-видимому, проходил надвиг, по которому ороген надвигался на про­ гиб. На границе орогена и прогиба существовал резкий переход от флювиальных отложений восточного склона гор к глубоководным образованиям, однако авторы считают очень вероятным существование узкого шельфа.

С Предуральским прогибом сопоставляется герцинский Рейнский трог, ко­ торый от позднего девона до конца ранней перми представлял собою предгорный прогиб (Peach, 1973). В конце позднего девона здесь накапливались маломощные карбонатно-глинистые отложения, в раннем карбоне сменившиеся флишем, кото­ рый постепенно передвигался на северо-запад, на платформу. В намюре флиш за­ мещается молассой, сначала сероцветной, угленосной, потом красноцветной. При­ чем это замещение, очевидно, так же как и на севере Урала, происходит через дельтовые конусы.

Осадочные бассейны, имеющие сходные черты с Предуральским проги­ бом, можно найти и в современных морях, там, где переход от континента к оке­ ану характеризуется активным тектоническим режимом. Обычно это окраины мо­ лодых складчатых сооружений. Особенно характерны некоторые районы Среди­ земного моря: окраины Аппенинского полуострова, море Альборан между Север­ ной Африкой и Иберийским полуостровом, южное побережье Турции, побережье Французских Альп, а также Кавказское побережье Черного моря. А.И.Конюхов (1987) подобные зоны перехода относит к особому - Средиземноморскому типу.

Для них характерна редуцированная прибрежная равнина, скалистое побережье с небольшими бухтами и заливами, узкий шельф, относительно крутой материко­ вый склон с многочисленными каньонами, чаще всего приуроченным к устьям рек.

Глава АНАЛИЗ ФОРМАЦИЙ Изучением орогенных осадочных формаций в Предуральском прогибе по существу начали заниматься только в 40-х годах нашего столетия. С тех пор во­ прос во многом прояснился, несмотря на существование некоторых разногласий.

К настоящему времени стало очевидным, что основными орогенными формация­ ми здесь являются флиш и моласса. Установлено, что с течением времени они по­ следовательно смещались на платформу, установлено также, что флиш вверх по разрезу сменился молассой. Тем не менее остались нерешенные вопросы. Прежде всего это касается соотношения упомянутых формаций, их объемов, взаимопере­ ходов и размещения в пространстве, связей с другими формациями. Не определе­ ны принципы выделения формаций.

Исторически сложилось, что литотипами осадочных комплексов, заполня­ ющих краевые прогибы, являются формации, выделенные еще в прошлом веке на территории Предальпийских прогибов. С тех пор понятия флиш, моласса, шлир прожили чрезвычайно сложную жизнь, но существуют и, по-видимому, бу­ дут существовать, несмотря на появляющиеся время от времени попытки их уп­ разднить.

Поскольку в последние годы вышли из печати обстоятельные работы Ю.Р.

Беккера (1988) и В.Т.Фролова (1988, 1993а, 19936), где дан анализ развития представлений об этих образованиях (флише, молассе и шлире), я остановлюсь только на некоторых моментах, с моей точки зрения, наиболее важных и спор­ ных. Главным образом это касается проблемы разграничения упомянутых форма­ ций. Нередко проводимые между ними границы больше связаны с представлени­ ями, заложенными в классической модели развития геосинклинали, по которым флиш формируется в конце геосинклинальной стадии, а моласса - в орогенной.

Уже давно, и не только на Урале, обращается внимание на то, что флиш и ниж­ няя моласса имеют чрезвычайно много общих черт и часто их практически невоз­ можно отличить (Чалышев, 1976;

Романовский, 1985;

Черенков, 1990;

Мизенс, 1988, 1990;

Peach, 1973).

Относительно верхнепалеозойских терригенных формаций Западного Ура­ ла существует несколько точек зрения. Наиболее известная из них связана с име­ нами Б.М.Келлера (1949), Ю.М.Пущаровского (1959), И.В.Хворовой (1961), В.П.Горского (1962), В.А.Дедеева, А.А.Султанаева (1971), И.К.Королюк, И.А.

Кирилловой, Е.Л.Меламуд (1976), Е.Л.Меламуд (1976), И.К.Королюк, И.А.

Щекотовой, Е.Л.Меламуд, А.Д.Сидорова (1983), М.М.Бежаева (1978). Коротко ее можно сформулировать следующим образом. В южной части Урала до конца карбона (или до середины позднего карбона) на севере местами, до конца артин­ ского века во внешнем геосинклинальном прогибе (или краевом, по В.П.Горско­ му) в глубоководной обстановке формировалась флишевая формация. Позже прогиб перешел в разряд предгорных, и осаждавшиеся в нем породы относятся уже к морской молассе, причем некоторые авторы (И.В.Хворова, В.А.Дедеев, А.А.Султанаев) допускали, что моласса вкрест простирания переходила во флиш, хотя и относительно мелководный. По мнению И.В.Хворовой, между платформой и областью накопления грубообломочных толщ нижней молассы в перми располагалась глубоководная зона, где осаждались маломощные кремнис то-карбонатно-глинистые илы, названные ею "селеукской формацией". И.К.Коро­ люк с соавторами (1976), Е.Л.Меламуд (1976) выделяют в составе нижней серо цветной молассы еще и шлировую формацию (гжельский ярус - тастубский гори­ зонт сакмарского яруса), в которой "...преобладают тонкозернистые терригенные осадки при значительном количестве известняков и характерна удивительная вы­ держанность основных пачек" (Меламуд, 1976, с.40). Позже И.К.Королюк и др.

(1983) предложили свой вариант схемы расположения формационных рядов Южного Приуралья. В пределах Зилаирского синклинория они выделяют непре­ рывный ряд формаций: аспидная ( D 3 - C 1 O - карбонатно-кремнистая (Cit-Cjs) флишевая ( C 2 D - C 3 I O - шлировая ( C 3 g - P i s ) - молассовая (Pjs-Pjar). К западу от Башкирского антиклинория авторы рисуют вертикальный ряд: кремнисто-карбо­ натная формация ( С 2 ) - перерыв (Сзк) - депрессионная формация ( C 3 g - P f s ) моласса (P^s-Piar) - эвапоритовая формация (P^k) - красноцветная формация (Р2). Причем к западу от молассы рисуется депрессионная формация и далее ри­ фовая.

По другим представлениям, флиш формировался в относительно глубоко­ водных условиях в течение карбона и ранней перми, но по простиранию к восто­ ку замещался молассой (Наливкин, 1950;

Елисеев, 1978;

Юдин, 1987, 1994;

и др.). В.Д.Наливкин выделял с востока на запад молассовую, флишевую, глубо­ ководную, рифовую, а в кунгуре еще и соленосную формации. Он писал, что флишевые фации в Юрюзано-Сылвинской депрессии очень напоминают Карпат­ ский флиш. В артинских разрезах, по его данным, площадь распространения конгломератов, сопоставляемых автором с молассой, расширяется, а в кунгуре уже появляются континентальные условия, флиш отсутствует, хотя местами на­ блюдаются пачки, не отличимые от флиша. По В.В.Юдину, флишевая формация вверх по разрезу, так же как и к востоку, переходит в нижнюю, а затем и верх­ нюю молассу. Похожую позицию занимал и А.И.Елисеев, хотя к настоящему флишу он, вслед за К.Г.Войновским-Кригером (1947), на севере отнес только кечьпельскую свиту (верхний карбон-нижняя пермь), а в раннем-среднем карбо­ не, по его мнению, на востоке осаждалась флишоидная формация, сменившаяся к западу толеровой.

Существовала точка зрения, что флиш в Предуралье формировался места­ ми до конца артинского века и даже в кунгуре, но представлял собою относи­ тельно мелководные образования (Осипова, 1945;

Максимова, Осипова, 1950;

Чочиа, 1955;

Оборин, 1965, 1967;

Чалышев, 1976). Эти авторы придерживались известной осциляционной гипотезы возникновения флиша (Вассоевич, 1951).

А.А.Оборин считал, что флиш к востоку сменяется молассой, а западнее он вы­ делял карбонатно-глинистую, относительно более глубоководную формацию с "обильной и разнообразной фауной", которая, в свою очередь, замещалась рифо­ вой формацией. В кунгуре А.А.Оборин с востока на запад рисовал молассовид ную, флишеподобную, галогенную, сульфатно-карбонатную и карбонатную фор­ мации. В.И.Чалышев отрицал существование ряда флиш - нижняя моласса верхняя моласса в пространстве. По его мнению, такой ряд отражает только эво­ люцию осадконакопления во времени. В пространстве он выделял грубый, нор­ мальный и тонкий флиш, формирующиеся на севере Урала до середины артинс­ кого века. К нижней молассе В.И.Чалышев относил верхнеартинские(?), кунгур ские и уфимские (низы) отложения.


Многие исследователи употребляли термины флиш, моласса и шлир, не обсуждая их содержания. Распространены также неопределенные понятия -фли­ шоидная моласса, флишоиды, молассоиды, флишевидные отложения, флишепо добные отложения и т.д..

Формация в настоящее время является термином чрезвычайно расплывча­ тым. Это видно уже по приведенному краткому историческому обзору. Поэтому, прежде чем идти дальше, необходимо сформулировать, что же понимается под этим словом в данной работе.

Обстоятельный анализ теоретических воззрений и практического опыта использования понятия "формация" дал В.Н.Шванов (1992), поэтому нет необхо­ димости на этом останавливаться. Отмечу лишь, что В.Н.Шванов объединяет все существующие представления об осадочных формациях в пять групп: целевые, А Б Молассовая Молассовая Поздний Шлировая флиш СО О О ц.

со ОС со о CQ со О о ф л о CX -8 X DC со ОС ОС CC X с;

Флишевая X S CQ Флишевая о X GQ ф О CC О 3 Q. •е ОС CL О -8 -Q ОС X •е H- X CO 3 со П.

CL Пред флишевая Рис. 107. Ряд формаций верхнепалеозойского Предуральского прогиба А - основная схема, Б - схема верхней части формационного ряда на севере Урала. Звездочкой от­ мечены формации, не сохранившиеся до настоящего времени вещественные, фациальные, тектонические, стратиграфические и, в результате рассмотрения их достоинств и недостатков, обосновывает новое - структурно-ве­ щественное направление.

Лейтмотив предлагаемой работы - условия образования. К тому же, глав­ ными, определяющими осадочными комплексами предгорного прогиба являются моласса и флиш, а в настоящее время подавляющее большинство исследователей видят в них прежде всего генетический смысл. Исходя из этих соображений в предлагаемой работе, вслед за П.П.Тимофеевым (1986), под формацией понима­ ется исторически и генетически связанное сообщество осадочных горных пород, сформированное в той или иной палеотектонической структуре.

Нет единого мнения и в отношении термина "орогенные осадочные форма­ ции". К ним чаще всего относят только молассу, что в целом справедливо, так как последняя, за небольшими исключениями, образуется только при орогенезе и имеет очень характерные черты. Шлировая формация более редкая и, если согла­ шаться с В.Т.Фроловым (19936), может появляться не только в орогенную ста­ дию. Флиш встречается в еще большем диапазоне геотектонических обстановок, чем шлир, хотя почти всегда формируется и в случае орогенеза. Но при рассмот­ рении возникновения и существования конкретной позднепалеозойской Уральс­ кой горной области и связанного с ней предгорного прогиба, приходится иметь в виду в качестве орогенных все три упомянутые формации. Необходимо учиты­ вать и смежные с ними формационные комплексы, образующиеся в непосредст­ венной связи с краевым прогибом (рис. 107).

8.1. Ф Л И Ш Е В А Я Ф О Р М А Ц И Я Слово "флиш" появилось в геологической литературе в 20-х годах прош­ лого века. С тех пор отложения, стоящие за ним, постоянно привлекают внима­ ние геологов. История эволюции содержания этого термина детально рассмотрена В.Т.Фроловым (1988). Я напомню только, что коренной перелом в смысле пони­ мания флиша произошел в середине нашего века, после работ Кюнена и Миглио рини, доказавших его турбидитовую природу. Несколько позже было показано также, что появление флиша не связано с определенной стадией развития геосин­ клинальной системы (Архипов, 1974;

Nachev, Nachev, 1984). Большинство иссле­ дователей в настоящее время соглашаются с выводом, что флиш представляет со­ бою отложения глубоководных конусов выноса, которые образованы преимуще­ ственно гравитационными потоками, выносившими через каньоны в глубоковод­ ную часть бассейна обломочный материал. Неоднократно отмечалось, что грави­ тационные потоки (в основном турбидные) могут оседать и в мелководном бас­ сейне, но эти отложения, как правило, маломощные и, главное, играют подчинен­ ную роль среди осадков других генетических типов. Мощные шлейфы глубоко­ водных конусов выноса приурочены к активно прогибающимся участкам земной коры, к участкам, прогибание которых не компенсируется осадконакоплением.

Гравитационные потоки там служат основным поставщиком осадочного материа­ ла. При этом возможны бассейны симметричные, у которых питание происходит с двух сторон и асимметричные - с одной стороны. Последние распространены наиболее широко. Симметричные бассейны встречаются в межгорных и междуго­ вых прогибах, описаны, например, в мелу Кавказа. В.Т.Фролов (1988) приводит в качестве примера современного симметричного бассейна флишеобразования прогиб между островными цепями Зондского архипелага.

Для флиша характерна большая скорость осадконакопления, а для ее обеспечения необходима тектонически активная область сноса. В принципе, на­ верное, возможен флиш и у подножья малоактивной платформы, на основе об­ ширной области сноса (большой реки), но тогда, по-видимому, глубоководный конус должен быть непосредственно связан с крупным дельтовым конусом (р. Амазонка).

Структурное определение флиша предлагает С.Л.Афанасьев (1984). По его мнению,"флишевая формация - это ассоциация циклотем с аяксами - двуеди­ ными слоями генетически связанных между собой прослоев мелкообломочных (песчаники, алевролиты) и тонкообломочных (силты) пород с градационной сло­ истостью и с гиероглифами в основании слоев 1 элемента циклита. Генетическая связь определяется наличием положительной корреляции между логарифмами мощности 1 и 2 элементов циклита. Во флишевой формации содержание аяксов составляет не менее 7% от суммарной мощности отложений" (с. 32). К сожале­ нию, однако, совершенно нет уверенности, что положительная корреляция между элементами циклита является устойчивым признаком аякса (турбидита - Г.M.).

В.Н.Шванов (1992) для характеристики формаций (геоформаций) пыта­ ется использовать ассоциации вещественно-структурных литоформаций (гиле аций) описываемых формулами. Тем не менее, он считает, что "роль структурно вещественного метода при выделении формационных единиц высокого ранга, оп­ ределении их объемов и установлении границ становится второстепенной по срав­ нению с другими геологическими методами" (с. 185). Это, по-видимому, относит­ ся и к флишу, как к формации.

Таким образом, хорошего не генетического определения флиша у нас на сегодняшний день нет/Следовательно, при дальнейшем рассуждении я буду опи­ раться на относительно более субъективное генетическое определение. Наиболее простое дает Ю.К.Советов (1990): "Флиш - это отложения глубоководных кону­ сов выноса". Остается только добавить, что к флишевой формации необходимо относить также и сопровождающие гравититы конусов отложения склона и фоно­ вые гемипелагиты, как терригенные, так и хемогенные.

Как вытекает из предыдущих глав, нет оснований предполагать, что на границе карбона и перми произошло изменение характера Предуральского про­ гиба и, следовательно, смена флишевой формации на нижнюю молассу. Об от­ сутствии предполагаемой фазы складчатости на этом уровне пишет и В.В.Юдин (1994).

Остаточные бассейны с океанической корой, возможно, существовали в раннем карбоне на юге и на севере Урала, но к среднему карбону они перешли в разряд краевых, т.е. сместились на край платформы. При этом, однако, глубина и характер осадконакопления существенно не изменились. В других районах за­ падного Урала прогиб закладывался непосредственно на платформе, сначала в виде изолированных глубоководных бассейнов, а к артинскому веку глубоковод­ ные условия установились на территории всего прогиба. В этих бассейнах седи­ ментация была связана главным образом с гравитационными потоками, спускав­ шимися по восточному, предгорному склону, т. е. осадконакопление имело асим­ метричный характер. У подножья склона формировались шлейфы глубоковод­ ных конусов выноса, отложения которых представляют флишевую формацию.

Флиш является основной формацией, представленной в Предуральском краевом прогибе со времени его образования и почти до конца ранней перми. Изменения крупности обломочного материала, а также характера цикличности связаны глав­ ным образом с фациями конуса выноса. Направленного уменьшения глубинности бассейна начиная со второй половины позднего карбона, как считали И.В.Хворо­ ва (1961), И.К.Королюк и др., 1976), не происходило. Градации флишевой фор­ мации, выделенные этими авторами, в некоторой степени, соответствуют различ­ ным фациальным зонам. "В некоторой степени" потому, что это выделение не всегда совершалось достаточно последовательно, и в одну градацию попадали со­ вершенно разные группы фаций. В первую очередь это касается флишоидной градации И.К.Королюк с соавторами, для которой выбран очень неудачный ли тотип - р.Ассель. По этой реке почти весь средний карбон, за исключением от­ дельных грядок, закрыт. Более или менее хорошо обнажены только верхи мос­ ковского яруса и верхний карбон. Как авторам здесь удалось сосчитать процент­ ное содержание "типичных флишевых пачек", известно только им. Если ориенти­ роваться на другие разрезы, то можно предполагать, что башкирская кугарчин ская свита, по крайней мере, в нижней части, представлена фациями склона, где действительно турбидиты играют подчиненную роль, а в верхней части московс­ кого яруса и в низах верхнего карбона залегают фации средней части конуса вы­ носа с хорошо выраженными турбидитами. Зианчуринский горизонт верхнего карбона здесь представлен фациями верхней части конуса, местами, возможно, даже склона. Поэтому порядок напластования гораздо более сложный, и встреча­ ются сочетания контрастных по гранулометрическому составу пород (аргиллитов и глыбовых конгло-брекчий).

На юге Урала (от широты г.Актюбинска до р.Белой) флишевая формация охватывает интервал от конца нижнего карбона (ближе к р.Белой от башкирско­ го яруса), по крайней мере, до артинского яруса включительно. Однако, если флиш карбона в современных разрезах чаще представлен не только фациями верхней части глубоководного конуса, но и средней, то в перми, особенно в вер­ хах артинского яруса, больше представлены фации верхнего конуса, что одно­ временно с углублением эрозионного вреза в области размыва заставило многих исследователей предполагать уменьшение глубины прогиба. Характерная особен­ ность Южноуральского флиша - удивительная устойчивость некоторых каньонов, существовавших почти в одном и том же месте на продолжении миллионов лет (районы рек Айтуарки, Алимбета).

Флишевая формация длительное время формировалась и на территории Уфимского амфитеатра: начиная с башкирского века и почти до конца ранней перми, а также на севере Урала, в бассейнах рек Ко л вы, Печоры, Усы - вероят­ но, местами, от конца раннего карбона и почти до конца артинского века, а в бас­ сейне р.Вишеры - даже до второй половины кунгура. Значительно менее продол­ жительным было время формирования флишевой формации в районе Башкирс­ кого антиклинория - примерно от сакмарского века или конца асселя и на терри­ тории Косьвинско-Чусовской седловины - только с артинского века.

В состав флишевой формации входят 17 из выделенных типов разрезов (глава 4): конгломератовый, песчано-конгломератовый, конгломерато-песчаный с участием аргиллитов, конгломерато-песчано-глинистый с микститами, преимуще­ ственного развития мощных микститов, известняковый грубообломочный, песча­ ный флиш, глинисто-песчаный и песчано-глинистый флиш, глинистый флиш, субфлиш, известняковый флиш, известняково-глинистый флиш, глинисто-извест няково-песчаный флиш, глинисто-песчаный и песчано-глинистый флиш с гипсом, флишоидный песчано-глинистый с гипсом и карбонатами, микрослоистый глини­ сто-карбонатный.

8.2. М О Л А С С О В А Я Ф О Р М А Ц И Я С молассовой формацией создалась еще более сложная ситуация, чем с флишем. Как справедливо писал Ю.Р.Беккер (1988), в настоящее время понятие "моласса" используется в двух смыслах: в широком, - под молассой понимают все грубообломочные толщи, образование которых связано с размывом горного рель­ ефа;

естественно, туда попадают и проксимальные фации флиша;

в узком, - мо­ лассой (альпинотипной молассой) называют комплекс пород, по составу, строе­ нию и положению в формационном ряду близкий к альпийскому литотипу. Об­ разуется при размыве горных систем, возникших при коллизии. Но при этом Ю.Р.Беккер упустил из виду еще и третий аспект - генетический, который прио­ брел исключительно важное значение в последние десятилетия, после того, как стало ясно, что флиш может формироваться на разных этапах развития геодина­ мической системы. Как нетрудно убедиться, в первом варианте моласса становит­ ся очень неопределенным понятием. Второй вариант фактически ориентирован на состав и генетической информации не содержит. По нему к молассовой формации также может быть отнесен флиш. Самостоятельно не работает и третий вариант.

Следовательно, безусловно, прав Ю.Р.Беккер, полагая, что только сопоставление с оригиналом (литотипом, по Ю.Р.Беккеру) дает возможность довольно точно определить содержание понятия "моласса".

В многочисленных работах показано, что в Альпах речь идет о чередова­ нии мелководных морских и континентальных фаций. Именно их и следует отно­ сить к молассовой формации. С этим в общем мало кто спорит. В.Т.Фролов (1993а) пишет, что моласса представляет собой континентальные отложения (пролювиальные конуса, аллювий и др.). По Ф.Петтиджону (1981), зоной мо лассового осадконакопления являются прибрежная равнина и ее продолжение в глубь континента, вплоть до горного хребта. По мнению Х.Пэха (Peach, 1973), основное различие между флишем и молассой в краевом прогибе - седиментоло гическое. Флиш представляет собою исключительно морские толщи с турбидито выми слоями, а в молассе присутствуют континентальные слои, турбидиты почти не встречаются.

Значительно осложнило дело разделение молассовой формации на ниж­ нюю и верхнюю (Вассоевич, 19486;

Хворова, 1961 и др.). К нижней молассе по­ сле этого стали относить самые различные толщи, часто очень далекие по своим характеристикам от Предальпийского литотипа. Теоретически все казалось очень просто: нижняя моласса - это когда преобладают мелководно-морские отложения, а континентальные фации играют подчиненную роль, верхняя - наоборот, все, как в Альпах. Но, поскольку несколько десятилетий назад наличие грубообло мочных пород считалось надежным критерием прибрежно-морской и континен­ тальной обстановок, в разряд нижней молассы очень часто попадали проксималь­ ные (и не только проксимальные) фации флиша. В результате оказалось, что грубый флиш не отличим от нижней молассы. С.И.Романовский (1985, с.208) пишет: "....хотя отложения морской молассы и имеют самостоятельное литологи ческое и формационное значение, но с позиций механизма циклогенеза они ничем не отличаются от типичного флиша. И те и другие в седиментологическом отно­ шении представляют собой типичные турбидиты."

Как было отмечено выше, некоторые авторы предполагают, что на Урале молассовая формация могла существовать одновременно с флишем, в прибреж­ ной части моря. При этом, однако, обычно имеются в виду проксимальные фации флиша, что, с моей точки зрения, неверно. Тем не менее прибрежные грубообло­ мочные фации, скорее всего, в это время существовали, как континентальные главным образом в виде пролювиальных конусов выноса, так и прибрежно-мор ские, слагающие верхнюю часть шельфа, но до настоящего времени в разрезах они нигде не сохранились. Эти отложения образовали узкую полосу вдоль гра­ ницы моря и гор, их можно сопоставить с ранней молассой С.Бубнова (Peach, 1973). Существование местами узкой полосы "паралической молассы", представ­ ленной грубыми отложениями, не сохранившимися в настоящее время, предпола­ гал и В.П.Горский (1962). Иногда можно прочитать, что горы от моря отделяла широкая аллювиальная равнина, но имеющиеся сегодня факты не допускают та­ кую мысль.

Таким образом, на современном эрозионном срезе молассовая формация сменяет флиш только по вертикали, во времени. Здесь, однако, продолжает су­ ществовать другая проблема. Если в отношении субконтинентальной верхнеперм ско-триасовой молассы имеется почти полное согласие у всех геологов, то пере­ ход от флиша к молассе, по прежнему не совсем ясен. И.В.Хворова (1961) при обосновании нижней молассы ссылалась на гельветский флиш, описанный в Швейцарских Альпах, который считается там переходным к нижней морской мо­ лассе. По данным более поздних исследований (Diem, 1986), раннеолигоценовый гельветский флиш представляет собой отложения глубоководных конусов, т.е.

это флиш в нашем понимании. Выше он переходит в тонкозернистые шельфовые осадки (внешний шельф), и только в среднем олигоцене эти образования посте­ пенно сменяются прибрежной песчано-конгломератовой толщей. По существу, именно отсюда и начинается моласса, хотя действительно некоторые исследовате­ ли на западе начинают ее с основания гельветского флиша.

Какие же толщи можно считать переходными от флиша к молассе на Ура­ ле? Для меня очевидно, что их надо искать в пределах кунгурского яруса ниж­ ней перми, местами даже его верхней части, не раньше (за исключением северной части Урала), так как только там терригенные образования начинают терять ха­ рактерные черты фаций глубоководных конусов. Если в Швейцарских Альпах можно проследить переход гельветского флиша в молассу через тонкозернистые шельфовые фации (наличие которых предполагает смещение прогиба на север), то на Урале мы лишены такой возможности. Только на севере (реки Щугор, Ko жим) видно, как флишевый бассейн в конце артинского века заполняется дельто­ вым конусом, в результате проградации которого флиш сменяется сначала мор­ ской, потом паралической угленосной молассой. В более южных районах Урала кровля кунгурских терригенных отложений не сохранилась. В позднем кунгуре зона наиболее интенсивных прогибаний сместилась на запад, где начал формиро­ ваться внешний прогиб с эвапоритами в основании. Позднепермская моласса свя­ зана уже с этим прогибом, она располагается западнее кунгурских терригенных разрезов. Возникновение и разрастание крупных дельтовых конусов к югу от р.Печоры в кунгуре вряд ли можно предполагать, так как значительные притоки пресных вод мешали бы образованию эвапоритов. Скорее всего, одновременно со смещением прогиба в районе терригенного осадконакопления начались поднятия, между которыми, однако, еще в начале позднего кунгура сохранялись глубокие впадины (бассейн рек Вишеры, Язьвы, междуречье Чусовой - Бисерти и др).

Таким образом, с гельветским флишем возможно сравнение обломочных разрезов кунгура, как переходных от флиша к молассе. И довольно очевидно, что зона раннепермских терригенных толщ к началу поздней перми была поднята выше уровня моря, поскольку грубообломочные толщи верхнепермской молассы располагаются западнее. Это значит, что согласное залегание между флишем (к которому я отношу и кунгурские отложения) и молассой кажущееся. Фактически между ними на Западном Урале существует несогласие (см. рис. 105).

Типы разрезов в молассовой формации не выделены, так как детально она не изучалась.

8.3. Ш Л И Р О В А Я Ф О Р М А Ц И Я В течение последних двух десятилетий время от времени в отношении пер­ мских обломочных отложений Предуралья можно услышать термин "шлировая формация". По мнению Е.Л.Меламуд (1976), И.К.Королюк с соавторами (1976), к этой формации относится нижняя часть выделяемой ранее южноуральской нижней молассы (от гжельского яруса до тастубского горизонта сакмарского яру­ са включительно). Даже В.Т.Фролов (1993а), написавший прекрасную сводку по шлиру, присоединился к такой мысли.



Pages:     | 1 |   ...   | 5 | 6 || 8 | 9 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.